Tropopause

Tropische Regionen

Die tropische Tropopause (bei etwa 380 K) befindet sich im aufwärts gerichteten Zweig der Brewer-Dobson-Zirkulation (Abbildung 1) bei einem Druck von etwa 100 hPa und einer Temperatur von etwa -70 bis -80°C. Bestandteile, die nach dem Überschreiten der tropischen Tropopause über die isentrope Oberfläche von 400 K (ca. 90 hPa) geweht werden, werden wahrscheinlich durch die großräumige Brewer-Dobson-Zirkulation in die mittlere und obere Stratosphäre transportiert. Dort können sie die Zusammensetzung der Stratosphäre über Jahre hinweg beeinflussen. Zwischen der tropischen Tropopause und 400 K deuten theoretische Berechnungen und Messungen sowohl von Wasserdampf als auch von Atombombentrümmern (aus den Explosionen der 1950er und 1960er Jahre) auf einen erheblichen polwärts gerichteten Transport von Spurenbestandteilen hin. Dies deutet darauf hin, dass ein Teil der Bestandteile, die die tropische Tropopause durchqueren, nicht viel über 400 K transportiert werden, sondern schnell in die unterste außertropische Stratosphäre gelangen, hauptsächlich durch isentropischen Transport.

STE in den Tropen wird durch ein komplexes und schlecht verstandenes Zusammenspiel zwischen Konvektion und der großräumigen Brewer-Dobson-Zirkulation bestimmt. Pakete, die die Tropopause überschreiten, werden zunächst in tiefen konvektiven Wolken nach oben transportiert. Ab einer gewissen Höhe bestimmt jedoch die Brewer-Dobson-Zirkulation den anschließenden Auftrieb des Pakets. Die Übergangshöhe zwischen Konvektion und großräumiger Zirkulation ist nicht fest vorgegeben. Zumindest die tropische Tropopause ist oft nicht klar abgegrenzt. Stattdessen ist es vielleicht zutreffender, die tropische Tropopause als einen ziemlich tiefen Übergangsbereich zwischen Troposphäre und Stratosphäre zu betrachten.

Es ist noch eine offene Frage, ob der Übergang zwischen Konvektion und großräumiger Zirkulation typischerweise oberhalb oder unterhalb der definierten tropischen Tropopause stattfindet. Gelegentlich durchdringen konvektive Türme die Tropopause, wie zum Beispiel in der indonesischen Region beobachtet. Es ist jedoch zweifelhaft, ob diese sehr tiefen konvektiven Ereignisse häufig genug auftreten, um den erforderlichen Aufwärtsmassenstrom zu erzeugen. In diesem Fall könnte die Aufwärtsbewegung über die tropische Tropopause von großem Ausmaß sein, was eine häufige hohe Bewölkung in der Nähe der Tropopause erwarten ließe. Über dem warmen Becken des westlichen Pazifiks werden im Winter der nördlichen Hemisphäre in über 90 % der Fälle unsichtbare Zirruswolken beobachtet, aber die Ursache für diese Bewölkung ist noch nicht geklärt. Wenn andererseits die Konvektion mehr als den erforderlichen Massenstrom oberhalb der Tropopause liefert, können nur die höchsten und kältesten konvektiven Ereignisse in die Stratosphäre gelangen. In diesem Fall befindet sich die äquatoriale Tropopause außerhalb der konvektiven Aufwinde in einer absinkenden Region.

Die Trockenheit der Luft, die in die äquatoriale Stratosphäre eintritt (etwa 3 ppm Volumenanteil im Winter der nördlichen Hemisphäre und 4,2 ppm Volumenanteil im Sommer der nördlichen Hemisphäre), schränkt die möglichen Wege, über die tropische Luft in die Stratosphäre gelangen kann, stark ein. Da dies im Durchschnitt viel trockener ist als die Luft in der Troposphäre und typischerweise trockener als das Sättigungswasserdampf-Mischungsverhältnis an der tropischen Tropopause, muss jede Theorie über tropische STE die Dehydrierung der in die Stratosphäre eintretenden Luftpakete berücksichtigen.

Ein möglicher Mechanismus für ein solch niedriges Wasserdampf-Mischungsverhältnis besteht darin, dass die in die Stratosphäre eintretende Luft durch eine Wolke verarbeitet wurde. Wenn ein Luftpaket aufsteigt und abkühlt, kondensiert Wasser, das den Sättigungsdampfdruck übersteigt, aus. Für eine wirksame Dehydratisierung muss das Paket bei ausreichend kalten Temperaturen bleiben, damit die Eiskristalle eine ausreichende Größe für eine schnelle Sedimentation erreichen können. Andernfalls können die Eiskristalle wieder verdampfen, wenn das Paket weiter in die Stratosphäre aufsteigt. Luft mit einem niedrigen stratosphärischen Mischungsverhältnis von Wasserdampf wurde manchmal in Verbindung mit tiefen konvektiven Wolken gemessen. Neben der Konvektion können jedoch auch andere Prozesse eine Rolle bei der Austrocknung der Luft spielen. So können beispielsweise Schwerewellen, die sich in der Nähe der Tropopause ausbreiten, für einen ausreichenden Auftrieb sorgen, der eine zusätzliche Kondensation und einen Verlust von Wasserdampf ermöglicht. Die Verarbeitung von Wolken wirkt sich auch auf die STE chemischer Spezies durch den damit verbundenen Verlust löslicher Spezies aus.

Zonal gemittelte tropische Tropopausentemperaturen stehen nicht im Einklang mit der extremen Trockenheit der Stratosphäre. Dies legt die Hypothese nahe, dass es bevorzugte Regionen gibt, in denen die Luft in die Stratosphäre eintritt; die Luft gelangt nur dort lokal nach oben durch die tropische Tropopause, wo der Sättigungsdampfdruck (aufgrund der sehr kalten Temperaturen) niedrig genug ist, um eine ausreichende Dehydratisierung der Luftpakete, wie oben beschrieben, zu ermöglichen. Eine solche Region befindet sich im westlichen Pazifik (vor allem in der Nähe von Indonesien) während des Winters der nördlichen Hemisphäre, was der Idee einer lokalen stratosphärischen „Fontäne“ entspricht, durch die Luft in die Stratosphäre gelangt. Während des Sommers der nördlichen Hemisphäre zeigt die Temperaturverteilung aus den großräumigen meteorologischen Analysen jedoch keine Region mit Temperaturen, die dauerhaft kalt genug sind, um die Wasserdampfaufzeichnungen zu erklären. Zu dieser Jahreszeit müssen die kalten Temperaturen und Austrocknungsereignisse nur sporadisch in Verbindung mit räumlich und zeitlich begrenzten Ereignissen auftreten, die in den großräumigen meteorologischen Analysen nicht erfasst werden. Eine andere Hypothese, die erst kürzlich vorgestellt wurde und noch in der Entwicklung ist, basiert auf der Existenz einer tiefen Tropopausen-Übergangsschicht. Die Dehydratisierung der Luft findet in konvektiven Systemen statt, aber der Transport der dehydratisierten Luft in die Stratosphäre erfolgt in einem langsamen Aufstieg aufgrund der allgemeinen Netto-Strahlungserwärmung in diesem Teil der Atmosphäre. Bei dieser Sichtweise erfolgen die Dehydratisierung und der Transport in die Stratosphäre zu unterschiedlichen Zeiten und an unterschiedlichen Orten. Diese Sichtweise des tropischen STE ist dynamischer als die der stratosphärischen „Fontäne“ und beinhaltet vertikale und horizontale Prozesse auf sehr unterschiedlichen Ebenen. Keine der oben beschriebenen Hypothesen ist bisher in der Lage, die beobachtete Verteilung von Wasserdampf in der tropischen Stratosphäre vollständig und konsistent zu erklären.

Längsgerichtete Schwankungen der Tropopausenhöhe und -temperatur und damit die bevorzugten Orte des äquatorialen STE lassen sich auf eine Reihe von schlecht verstandenen lokalen Prozessen zurückführen. Die kältesten Tropopausenhöhen sind mit dem westpazifischen Warmpool und dem Monsun der nördlichen Hemisphäre verbunden. Dies spricht dafür, dass die Konvektion eine aktive Rolle bei der Gestaltung der Tropopausenmorphologie spielt. Die Beziehung zwischen Konvektion und Tropopausenhöhe ist jedoch nicht eindeutig. Insbesondere gibt es Hinweise darauf, dass die Minimaltemperaturen an der Tropopause im Januar auf den Äquator zentriert sind, während die Konvektion leicht südlich maximiert wird. Die Strahlungseffekte von Konvektionswolken und die durch ihre diabatische Erwärmung erzwungenen Wellenbewegungen verschleiern jede eindeutige Beziehung zwischen Konvektion, der Höhe und Temperatur der Tropopause und der Lage von STE.